Study of Petrography and petrogenesis of Monavvar area Spessartite dykes (East Azerbaijan Province)

Document Type : Original Article

Authors

1 Professor, Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz,

2 Ph.D., Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran

3 Assistant Professor, Department of Earth Sciences, Faculty of Fundamental Sciences, Payam-e-Nour University of Isfahan, Isfahan, Iran

Abstract

Many lamprophyric dykes' outcrops are found in Azerbaijan (in the northwest of Iran). These dykes which were the subject of many studies are including camptonite dykes in Misho Mountain, kersantite dykes of Goye-Poshti Mountain of Maragheh, camptonite and sannaite dykes in Horand, minette dykes of Varzeghan, minette dykes of Marand, minette dykes of Khoy, and minette dykes of Saray volcano.
For the first time, Amel (1994) reported the occurrence of lamprophyre in the Monavvar region. According to him, this lamprophyre is spessartite and has Calc-alkaline affinities. In this study, we performed a detailed petrographic study of this lamprophyre. Besides, by using clinopyroxene mineral chemistry and whole rock chemistry, we try to investigate the petrogenesis of these lamprophyres from different aspects.
General geology
Monavvar region is located in the east Azerbaijan province of Iran. Monavvar region is a part of the Alborz-Azarbaijan zone. Field observations show two spessartite dykes intruded in the andesitic lavas of the studied region. The age of andesitic lava and spessartite dykes is Plio-Quaternary because the andesitic lava intruded in Pliocene pyroclastic lava. Spessartite has a blackish-brown color in the hand specimens.
Petrography
The main petrographic texture of these lamprophyres is the Porphyry texture. The major minerals are plagioclase microliths (10-15 volume %), orthoclase (5-10 volume %), hornblende phenocrysts with burnt rim (40-50 volume %), clinopyroxene (>20 volume %), and biotite (10-15 volume %). The accessory minerals include zircon, sphene, and apatite.
The plagioclase has higher content than orthoclase and both of these minerals could be seen only as microlith. Regarding the nomenclature scheme of Le Maître (2002), these features indicate that these lamprophyres are spessartite.
Mineral Chemistry
The mineral chemistry of amphibole shows a magnesio-hastingsite composition. However, biotite is phlogopite-eastonite and feldspars are orthoclase and oligoclase in composition.
Discussion
Mineral chemistry of clinopyroxene studies
The clinopyroxenes are in the field of Quad in the Q-J diagram and diopside in the En-Fs-Wo diagram.
According to the AlVI+2Ti+Cr-AlIV+Na diagram for clinopyroxenes, Monavvar spessartite has occurred in almost the stable and low oxygen fugacity status.  Based on Soesoo (1997), the clinopyroxenes were crystalized under 1100-1200 ℃ and 2-6 kbar. The chemical composition of clinopyroxenes indicates subduction-related volcanic arcs and within-plate tholeiitic environments.
Whole rock geochemistry of Monavvar spessartite
Most lamprophyre samples are plotted in the trachybasalt field on the total alkali (K2O+Na2O) versus silica (Si2O) classification diagram. They show alkali basalt composition on the Zr/Ti2O-Nb/Y plot.  K2O-Si2O diagram classified them as calc-alkaline lamprophyres.
REE Geochemistry
In the spider diagram of studied samples, Nb and Ti show a distinctive negative anomaly, and U, La, K, Th, and Ba show a positive anomaly. HFSEs depletion and LILEs enrichment of samples are characteristics of shoshonitic and calc-alkaline magma. Negative Nb and Ti anomalies could be a result of Ti-bearing mineral segregation or high oxygen fugacity. LILEs enrichment could indicate that aqueous fluid is present during magma-forming processes or crustal contamination during magma evolution. Y depletion could happen as a result of amphibole segregation.  
All samples show highly fractionated steep REE patterns which means a distinctive enrichment of LREEs relative to HREEs. LREEs enrichment occurs as a result of small degrees of magma partial melting. However, this feature is a character of shoshonitic and calc-alkaline magma. The REE pattern of Monavvar spessartite does not show an Eu anomaly. In the basic rocks, concurrent crystallization of amphibole and plagioclase caused a lack of Eu anomaly.
Tectonic setting of Monavvar Spessartites
Based on the Zr-Y diagram and Nb-Zr-Ce/P2O5 diagram, Monavvar spessartites are ascribed to an arc-related tectonic setting.
Petrogenesis of Monavvar Spessartites
Based on the whole rock composition of Monavvar spessartite, Ni=68-92 ppm, Co=1-23 ppm, Cr=59-125 ppm, and Mg#=25-32%. These values mean the lamprophyres could not be considered as the primary magma, but probably they are very close to the primary magma composition. On the other hand, on Dy/Yb-La/Yb diagram, the samples are scattered in the field of garnet-bearing mantle zone. Similarly, the La/Yb-La diagram indicates the garnet presence in the source peridotite, in addition to the 5-15 % of mantle peridotite partial melting for producing Monavvar spessartite melt.
Geodynamics of Monavvar region
According to Rock (1991), petrographical, mineralogical, and geochemical investigations revealed M6 and M7 magmas for the Monavvar spessartites. M6 was produced by contamination of primary magma by mantle elements and M7 was produced by crustal contamination of primary magma. By considering this, the function of strike-slip dextral faults in Azerbaijan (northwest of Iran) could be responsible for Monavvar spessartites formation. Due to the mentioned faults function, transcurrent basins are made across the faults. Transcurrent basins caused low partial melting degrees of the metasomatized lithospheric mantle and produced alkaline basic magma. Contamination of this magma in different depths could form spessartite magma.
 
 

Keywords

Main Subjects

Full Text

در حالت کلی، لامپروفیرها سنگ‏‌های آذرین بیرونی و یا نیمه‏‌عمیقی هستند که بیشتر به‏‌صورت دایک دیده می‏‌شوند. لامپروفیرها لزوماً بافت پورفیریک دارند و حضور فنوکریست‏‌های درشت بیوتیت یا آمفیبول در آنها ضروری است. فلدسپارها و فلدسپاتوییدها در صورت حضور، زمینة سنگ را می‏‌سازند (Rock, 1991). بافت آنها معمولاً ناهم‏‌بعد است؛ به‏‌گونه‌ای‏‌که بلورهای درشت کانی‏‌های فرومنیزین در زمینة دانه‏‌ریز یا شیشه‏‌ای هستند (Best, 2003; Gill, 2010). برپایة کانی‌شناسی لامپروفیرها، سه گروه لامپروفیر شناسایی شده‏‌اند:

الف) لامپروفیر‏‌های کالک‏‌آلکالن که با فنوکریست‏‌های بیوتیت یا هورنبلند همراه با آلکالی‌فلدسپار یا پلاژیوکلاز (بدون بلورهای فلدسپاتویید) در زمینه شناخته می‏‌شوند. این لامپروفیرها در کمربندهای کوهزایی با گرانیتوییدها همراهی می‏‌شوند؛

ب) لامپروفیرهای آلکالن که با فنوکریست‏‌های کرسوتیت یا اوژیت در زمینه‏‌ای از پتاسیم‌فلدسپار و فلدسپاتویید شناخته می‏‌شوند. این لامپروفیرها همراه با مجموعه‏‌های آذرین سینیت- گابرو و سنگ‏‌های آلکالن- کربناتیت در دره‏‌های کافتی قاره‏‌ای رخ می‏‌دهند؛

پ) لامپروفیرهای اولترامافیک که با حضور فنوکریست‏‌های فلوگوپیت، الیوین و یا اوژیت در زمینه‏‌ای دارای کربنات و یا ملیلیت شناخته می‏‌شوند. فراوانی آنها از دیگر لامپروفیرها کمتر است و با مراکز اولترامافیک آلکالی- کربناتیت و سینیت‏‌ها در کافت‏‌های قاره‏‌ای رخ می‏‌دهند (Downes et al., 2005; Gill, 2010).

اگرچه راک (Rock, 1991) لامپروییت‏‌ها و کیمبرلیت‏‌ها را از گروه لامپروفیرها می‏‌داند، اما برپایة رده‌بندی IUGS (Le Maitre, 2002)، آنها لامپروفیر به‌شمار نمی‌روند. از سوی دیگر، برپایة رده‏‌بندیِ مودال، اسپسارتیت‏‌ها (Le Maitre, 2002) لامپروفیرهایی هستند که (1) کانی‏‌های فلدسپاتوییدی ندارند و (2) میزان پلاژیوکلازها در آن از ارتوز بیشتر است. همچنین، هورنبلند و کلینوپیروکسن کانی‏‌های مافیک غالب در اسپسارتیت‏‌ها هستند.

زمین‏‌شناسان بسیاری دایک‏‌های لامپروفیری با سن‌های چینه‏‌ای مختلف و ترکیب‌های متنوع در آذربایجان را بررسی کرده‏‌اند. برخی از این بررسی‏‌ها عبارتند از: منطقة میشو با ترکیب کمپتونیتی و آلکالن و جوان‌تر از کهر (Gharehchahi et al., 2017)؛ کوه‏‌گوی پشتی مراغه با ترکیب کرسانتیت و کالک‏‌آلکالن و سیمرین پیشین (Akbarzadeh Laleh et al., 2016)؛ روستای هوای هوراند با ترکیب کمپتونیتی و ساناییتی، آلکالن و جوان‏‌تر از کرتاسة پسین (Ravankhah et al., 2015)؛ کانسار مس هفت‌چشمه ورزقان با ترکیب مینت، کالک‏‌آلکالن و جوان‏‌تر از الیگو- میوسن (Gharehchahi et al., 2017)؛ قخلار مرند با ترکیب مینت، کالک‏‌آلکالن و پلیوکواترنری (Moazzen et al., 2003)؛ شریف‏‌آباد خوی با ترکیب مینت، کالک‏‌آلکالن (Moayyed and Amel, 2002)؛ هوای هوراند با ترکیب کمپتونیتی، آلکالن و جوان‏‌تر از کرتاسة پسین (Shirdel et al., 2010)؛ جزیره اسلامی با ترکیب مینت، کالک‏‌آلکالن (Moayyed et al., 2008)؛ لامپروفیرهای آمفیبول و بیوتیت‌دار شمال‏‌باختری ایران، آلکالن و کالک‏‌آلکالن (Aghazadeh and Badrzadeh, 2015).

نخستین‌بار عامل (Amel, 2007) به حضور لامپروفیر در منطقة منور اشاره کرده است. به باور عامل (Amel, 2007)، دایک‏‌های لامپروفیری منور از سری کالک‏‌آلکالن هستند و نام آنها اسپسارتیت است. همچنین، لامپروفیرهای منور به کمان ماگمایی پسابرخوردی حاشیة فعال قاره‏‌ای تعلق دارند و ماگمای مادر این لامپروفیرها از گوشتة سست‌کره‌ای (گارنت لرزولیت) خاستگاه گرفته‏‌اند. به پیشنهادِ فاضلی و همکاران (Fazeli Hagh et al., 2017) سنگ‏‌های آتشفشانی روستای منور از گوشته‌ای گارنت لرزولیتی خاستگاه گرفته‏‌اند.

در بررسی‏‌های پیشین، تمرکز بر بررسی اسپسارتیت‏‌های منور نبوده است و در بررسی‏‌های کلی منطقة منور به این سنگ‏‌ها اشاره شده است. در این نوشتار تمرکز بر بررسی اسپسارتیت‏‌هاست. ازاین‌رو، افزون‌بر بررسی دقیق سنگ‌نگاری لامپروفیرهای اسپسارتیتی منطقة منور و انجام بررسی‏‌های ‏‌شیمی کانی‌ها و زمین‏‌شیمی دایک‏‌ها، جنبه‏‌های گوناگون پیدایش این لامپروفیرها (مانند دما و فشار پیدایش آن، ویژگی‏‌های خاستگاه گوشته‌ای ماگمای سازندة آنها) و به‏‌ویژه ویژگی‏‌های ژئودینامیکی منطقة منور در ارتباط با پیدایش اسپسارتیت‏‌ها دقیق‏‌تر بررسی شده است.

زمین‏‌شناسی منطقه

برپایة شکل 1، منطقة منور (۳۵ کیلومتری باختر تبریز) در پهنة ساختاری البرز- آذربایجان جای دارد (Nabavi, 1976). منطقة آذربایجان (شمال‏‌باختری ایران) در کواترنری دچار فاز حرارتی مهمی شده است (Darvishzadeh, 1991). در دورة پلیو‏‌کواترنری، در اثر فاز فشارشی میان پوستة عربی و اوراسیا، کوتاه‏‌شدگی و ضخیم‏‌شدگی چشمگیری در پوسته ایران رخ داده است. در پی رخداد حرکت‌های کششی و گسیختگی‏‌های محلی در راستای گسل‏‌ها و شکستگی‏‌های ژرف، خروج گدازه‏‌ها و فعالیت‏‌های آتشفشانی روی داده‌اند (Darvishzadeh, 1991). ماگماتیسم پلیوکواترنری در حاشیة شمالی گسل تبریز (بخش شمالی روستای منور) یک توالی معکوس آتشفشانی را به نمایش گذاشته است (Amel, 1994). ضخامت کل این توالی 710 متر است و امتداد جنوب‌خاوری- شمال‌باختری دارد. برپایة شواهد چینه‏‌ای در پایان میوسن بالایی و پلیوسن زیرین، فوران‏‌های آتشفشانی با ترکیب داسیت و آندزیت‏‌ها روی رسوب‌های قرمز بالایی جای گرفته‌اند (Amel, 1994). روند یادشده چندین‌بار تکرار شده است. پس از وقفه‌ای نسبتاَ بلند، روانه‏‌های بازیک فوران کرده‏‌ و سرانجام در امتداد شکستگی‏‌های ژرف، روانه‏‌های بازیک بیرون ریخته و منشورهای بازالتی ضخیم لایه‏‌ای با درازای بیشتر از 10 متر و پهنای نزدیک به 2 متر را پدید آورده‏‌اند (Amel, 1994).

 

 

 

شکل 1. جایگاه منطقة منور در نقشة پهنه‏‌بندی ساختاری ایران (Nabavi, 1976) (نماد لوزی: منطقة منور).

Figure 1. Location of the Monavvar area in the major structural unit map of Iran (Nabavi, 1976) (Diamond symbol: Monavvar area).

 

 

در منطقة منور دو دایک‏‌ لامپروفیری اسپسارتیتی با قطری کمتر از 5 متر، به‏‌صورت دایک‏‌ کم‏‌وسعت با حاشیة نامشخص در بخش آگلومرایی و آندزیتی در بخش پایین توالی نفوذ کرده‏‌اند (شکل 2- A). ازآنجایی‌که برپایة شواهد صحرایی، آندزیت‏‌ها به‏‌صورت روانه بخشی از توالی آتشفشانی- آذرآواری پلیوکواترنری را تشکیل می‏‌دهند، سن آندزیت‏‌ها نیز پلیوکواترنری است. در صحرا آذرآواری‏‌ها روی سازند قرمز بالایی دیده می‌شوند (شکل 2- B). همچنین، جایگیری منشورهای بازالتی کواترنری روی سنگ‏‌های آذرآواری پلیوسن نیز دیده می‏‌شود. رنگ اسپسارتیت‏‌ها در نمونة دستی قهوه‏‌ای مایل به سیاه با زمینة قرمز قهوه‏‌ای است. این سنگ‌ها فنوکریست‏‌های درخشان آمفیبول دارند و به‏‌طور واضحی ویژگی پورفیری نشان می‏‌دهند. در شکل 3، نقشة زمین‏‌شناسی منطقه برپایة نقشة 1:100000 تبریز (Jalilian and Afsharianzadeh, 1991) آورده شده است.

 

 

 

شکل 2. تصویرهای صحرایی از اسپسارتیت‏‌های منور. A) نفوذ دایک‏‌های اسپسارتیتی در آگلومراها با سن پلیوکواترنری (دید رو به شمال‌خاوری)؛ B) جایگیری روانه‏‌های بازالتی کواترنر و سنگ‏‌های آذرآواری پلیوسن و سازند قرمز بالایی روی هم (دید رو به شمال).

Figure 2. Field images of Monavvar spessartite. A) Intrusion of spessartite dykes in Plio-Quaternary agglomerate (view to the northeast); B) Implacement of Quaternary basaltic flows and Pliocene pyroclastic rocks and Upper Red Formation on top of each other (view to the north).

 

 

روش انجام پژوهش

در بررسی‏‌های صحرایی، شمار 10 نمونه از دو دایک اسپسارتیتی برداشت و از همة آنها مقطع نازک تهیه شد. برای بررسی‏‌های شیمی کانی‏‌ها، در یک مقطع اسپسارتیتی، 30 نقطه از کانی‏‌های بیوتیت، آمفیبول، فلدسپار و کلینوپیروکسن در آزمایشگاه دانشگاه Naruto کشور ژاپن با دستگاه ریزکاو الکترونی JEOL مدل JXA-8800R (WDS) (با ولتاژ شتاب‌دهندة keV 15 و شدت جریان nA 15) تجزیه شدند. فرمول ساختاری کانی‏‌ها برپایة داده‏‌های به‌دست‌آمده از تجزیه با ریزکاو الکترونی، برنامه تصحیح‌گر ZAF و نرم‏‌افزار Minpet 2.02 به‌دست آورده شد. در به‌دست‌آوردن فرمول ساختاری کلینوپیروکسن‏‌ها، تفکیک آهن 2 و 3 برپایة روش دروپ (Droop, 1987) انجام شد. سپس برای تکمیل بررسی‏‌ها، شمار 5 نمونه از سنگ‏‌های سالم و نادگرسان اسپسارتیتی، برای اندازه‌گیری درصد اکسید عنصرهای اصلی با دستگاه XRF(WD)[1] (مدل Rigaku)، و عنصرهای فرعی و کمیاب با دستگاه ICP-MS[2] در دانشگاه Naruto ژاپن تجزیه شدند. افزون‌بر این، داده‌های تجزیه‌ای پنج نمونه که توسط عامل (Amel, 1994, 2007) از همین دایک اسپسارتیتی به‌دست آمده‌اند نیز در این بررسی به‌کار برده شده‌اند (در مجموع 10 نمونه). نام اختصاری کانی‌ها در تصویرهای میکروسکوپی از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است.

 

 

 

 

شکل 3. نقشة زمین‏‌شناسی منطقه منور، برگرفته از نقشة 1:100000 تبریز (Jalilian and Afsharianzadeh, 1991).

Figure 3. Geological map of the Monavvar region, based on 1: 100000 map of Tabriz (Jalilian and Afsharianzadeh, 1991).

 

 

سنگ‌نگاری

در ادامه ویژگی‏‌های سنگ‌نگاری دایک‏‌های لامپروفیری منطقة منور بررسی شده‌اند (شکل 4). بافت‏‌های اصلی این سنگ‌ها پورفیری و میکرولیتیک پورفیری (شکل 4- A)، و بافت‏‌های فرعی آنها گلومروپورفیری (حاصل تجمع بلورهای آمفیبول و گاهی میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز) (شکل 4- B)، اوسلار (جایگیری میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز موازی فنوکریست آمفیبول) (شکل 4- C) و پویی‏‌کیلیتیک (شکل 4- D) هستند. کانی‏‌های اصلی سازندة این لامپروفیرها شامل میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز (10- 15 درصدحجمی) (شکل‌های 4- E و 4- F)، ارتوز (5- 10 درصدحجمی)، درشت بلور‏‌های شکل‏‌دار هورنبلند با حاشیة سوخته (50- 40 درصدحجمی) (شکل‌های 4- G و 4- H)، پیروکسن (20> درصدحجمی) و بیوتیت (10- 15 درصدحجمی) در خمیره‌ای شیشه‏‌ای و غنی از آهن هستند. بلورهای زیرکن (شکل 4- G)، آپاتیت (شکل 4- I) و اسفن از کانی‏‌های فرعی سازندة این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند. فنوکریست‏‌های آمفیبول به کلریت و کربنات تجزیه ‏‌شده‌اند. در زمینة مقاطع، پرشدگی حفره‌ها با کلسیت و کلریت دیده می‏‌شود. ازاین‌رو، کلسیت، زئولیت و کلریت از کانی‏‌های تجزیه‏‌ای نمونه‏‌ها هستند. زمینة سنگ نیز از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز، ارتوز، کلریت، کلسیت و کانی‏‌های کدر ساخته شده است.

ازآنجایی‏‌که در این سنگ‏‌ها درصد پلاژیوکلازها از ارتوزها بسیار بیشتر است و هر دوی این کانی‏‌ها به‏‌صورت میکرولیت دیده می‏‌شوند و نیز فنوکریست‏‌هایِ سازندة این سنگ‏‌ها تنها کانی‏‌های مافیکی مانند آمفیبول، کلینوپیروکسن و بیوتیت هستند، برپایة رده‌بندی لومایتره (Le Maitre, 2002) نام این سنگ‏‌ها اسپسارتیت است.

 

 

 

شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی مقاطع لامپروفیری منطقة منور. A) بافت میکرولیتیک پورفیری و فنوکریست‏‌های شکل‌دار آمفیبول و پیروکسن (XPL[3])؛ B) تجمع فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز بافت گلومروپورفیری را پدید آورده است (XPL)؛ C) میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز موازیِ فنوکریست آمفیبول، سبب پیدایش بافت اوسلار شده‏‌اند (XPL)؛ D) پلاژیوکلازهایِ زمینه دارای میانبار‏‌هایی از آمفیبول و پیروکسن هستند و بافت پویی‏‌کیلیتیک را پدید آورده‌اند (XPL)؛ E) فنوکریست‏‌های زونینگ‏‌دار آمفیبول در زمینه‏‌ای از پلاژیوکلاز (XPL)؛ F) فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز، آمفیبول و بیوتیت (XPL)؛ G) حضور زیرکن منشوری در پیکرة فلدسپار زمینه (PPL[4])؛ H) فنوکریست‏‌های نیمه‌شکل‏‌دار آمفیبول با حاشیة سوخته (PPL)؛ I) فراوانی بلورهای سوزنی و دراز آپاتیت در زمینة لامپروفیر‏‌های منطقه به‌همراه فنوکریست‏‌های آمفیبول (XPL).

Figure 4. Photomicrographs of lamprophyric sections of the Monavvar area. A) Microlithicporphyry texture and euhedral amphibole and pyroxene phenocrysts (XPL); B) Accumulation of plagioclase phenocrysts has produced glomeroporphyry texture (XPL); C) Plagioclase microlites, in parallel with amphibole phenocrysts, produce ocellar texture (XPL); D) The plagioclase in the groundmass contains amphibole and pyroxene inclusions and forms poikilitic texture (XPL); E) Zoned amphibole phenocrysts in the groundmass of plagioclase (XPL); F) Plagioclase, amphibole, and biotite phenocrysts; (XPL); G) Presence of prismatic zircon in the groundmass feldspar (PPL); H) Subhedral amphibole phenocrysts with burnt margin (PPL); I) Abundance of long, needle-shaped apatite crystals in the groundmass of studied lamprophyres with amphibole phenocrysts (XPL).

 

 

 

شیمی کانی

در این بررسی کانی‏‌های آمفیبول، بیوتیت، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در دایک‏‌های لامپروفیری تجزیة نقطه‏‌ای شدند. داده‌های آنها در جدول‏‌های 1 و 2 آورده شده است (Rim: حاشیة کانی؛ Core: مرکز کانی؛ mid: زمینة کانی). در بررسی کنونی، در رابطه با داده‏‌های شیمی‌کانی، تمرکز بر تعیین نوع بیوتیت و آمفیبول دایک اسپسارتیتی و بررسی عمیق‏‌تر شیمی کانی کلینوپیروکسن‏‌ است.

 

 

جدول 1. داده‌های ریزکاو الکترونی و فرمول ساختاری کانی‏‌های آمفیبول و بیوتیت در دایک‏‌های لامپروفیری منور.

Table 1. Microprobe analysis and structural formula of amphibole and biotite minerals of Monavvar lamprophyric dikes.

Mineral

Amphibole

Biotite

core

mid

mid

Rim

Core

mid

Rim

Core

mid

rim

Core

mid

mid

mid

Rim

Point No.

M.Z.1

M.Z.2

M.Z.3

M.Z.4

M.Z.5

M.Z.6

M.Z.7

M.Z.8

M.Z.9

M.Z.10

M.Z.11

M.Z.12

M.Z.13

M.Z.14

M.Z.15

SiO2

43.23

41.84

41.00

41.35

43.15

42.96

42.70

42.12

41.96

42.30

36.15

36.54

36.12

35.76

36.39

TiO2

2.68

2.85

2.45

2.96

2.72

2.70

2.60

2.74

2.65

2.70

3.77

3.72

4.03

3.94

4.14

Al2O3

10.96

11.50

12.19

12.09

10.91

10.32

11.31

11.15

11.91

10.41

15.36

15.42

14.90

15.23

15.09

Cr2O3

0.01

0.03

0.02

0.04

0.07

0.02

0.00

0.02

0.03

0.02

0.00

0.03

0.00

0.03

0.01

FeO*

8.54

11.07

12.65

11.80

8.20

8.80

8.20

8.47

12.48

8.61

14.00

13.95

13.77

13.76

13.54

MnO

0.11

0.18

0.14

0.21

0.10

0.09

0.09

0.07

0.18

0.08

0.17

0.21

0.14

0.22

0.16

MgO

16.78

15.19

13.75

14.36

16.73

17.01

16.32

16.69

13.85

16.78

16.24

15.46

16.26

16.12

15.46

CaO

11.22

11.34

11.31

10.81

11.25

11.39

11.21

11.36

11.16

10.84

0.00

0.02

0.02

0.00

0.00

Na2O

2.92

3.04

2.93

2.98

2.86

2.93

2.86

2.67

2.79

2.87

1.14

1.21

1.20

1.19

1.12

K2O

0.97

1.09

1.00

1.03

0.99

0.99

1.03

1.07

0.94

1.06

8.49

8.69

8.82

9.11

8.97

Total

97.41

98.10

97.42

97.59

96.91

97.17

96.31

96.32

97.93

95.65

95.30

95.26

95.26

95.37

94.86

O#

23

23

23

23

23

23

23

23

23

23

22

22

22

22

22

Si

6.216

6.070

6.029

6.019

6.234

6.209

6.220

6.129

6.112

6.186

5.140

5.198

5.149

5.105

5.199

Ti

0.289

0.311

0.271

0.324

0.295

0.293

0.285

0.299

0.291

0.297

2.571

2.584

2.501

2.561

2.538

AlIV

1.784

1.930

1.971

1.981

1.766

1.756

1.780

1.871

1.888

1.793

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

AlVI

0.072

0.035

0.141

0.092

0.090

0.000

0.160

0.040

0.155

0.000

0.403

0.398

0.432

0.423

0.444

Cr

0.001

0.004

0.002

0.005

0.008

0.002

0.000

0.002

0.003

0.002

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Fe2+

0.344

0.656

0.856

0.604

0.380

0.359

0.449

0.292

0.818

0.224

1.665

1.659

1.642

1.643

1.617

Fe3+

0.683

0.687

0.699

0.832

0.611

0.704

0.550

0.738

0.702

0.829

0.000

0.004

0.000

0.004

0.001

Mn

0.014

0.022

0.017

0.026

0.012

0.011

0.011

0.008

0.023

0.009

0.020

0.025

0.016

0.026

0.019

Mg

3.597

3.286

3.014

3.117

3.604

3.664

3.545

3.620

3.008

3.659

3.442

3.278

3.455

3.430

3.292

Ca

1.729

1.762

1.782

1.686

1.742

1.765

1.750

1.771

1.741

1.698

0.000

0.003

0.002

0.000

0.000

Na

0.813

o.856

0.836

0.841

0.800

0.820

0.809

0.752

0.789

0.814

0.313

0.335

0.333

0.330

0.310

K

0.178

0.202

0.187

0.190

0.183

0.182

0.191

0.199

0.175

0.199

1.540

1.578

1.604

1.659

1.636

Cations

15.720

15.820

15.805

15.718

15.725

15.767

15.749

15.721

15.705

15.711

15.094

15.062

15.134

15.181

15.056

Fe#

0.087

0.166

0.221

0.162

0.025

0.089

0.112

0.074

0.248

0.057

0.330

0.340

0.320

0.320

0.330

Mg#

0.911

0.833

0.778

0.837

0.904

0.910

0.887

0.925

0.915

0.942

0.670

0.660

0.680

0.680

0.670

جدول 2. داده‌های ریزکاو الکترونی و فرمول ساختاری کانی‏‌های فلدسپار و پیروکسن در دایک‏‌های لامپروفیری منور.

Table 2. Microprobe analysis and structural formula of feldspar and pyroxene minerals of Monavvar lamprophyric dikes.

Mineral

Feldspar

Clinopyroxene

Core

mid

Rim

Core

mid

Rim

Core

mid

Rim

Core

Rim

Core

mid

mid

Rim

Point No.

M.Z.16

M.Z.17

M.Z.18

M.Z.19

M.Z.20

M.Z.21

M.Z.22

M.Z.23

M.Z.24

M.Z.27

M.Z.28

M.Z.29

M.Z.30

M.Z.31

M.Z.32

SiO2

64.14

63.40

72.32

67.93

71.37

71.40

59.83

60.62

63.88

51.54

53.33

51.20

52.63

51.60

51.61

TiO2

0.08

0.09

0.13

0.18

0.21

0.19

0.05

0.00

0.05

0.83

0.19

0.60

0.11

0.53

0.63

Al2O3

19.36

21.51

15.39

17.12

15.45

14.98

24.02

24.20

21.28

3.25

1.63

3.33

1.22

2.10

2.29

FeO

0.76

0.78

0.75

1.07

0.21

1.02

0.28

0.30

0.45

4.87

3.99

4.01

7.50

4.99

5.95

MnO

0.00

0.00

0.02

0.05

0.00

0.02

0.00

0.02

0.00

0.50

0.54

1.23

0.03

0.23

0.10

MgO

0.03

0.04

0.49

0.18

0.12

0.04

0.00

0.00

0.02

0.11

0.13

0.12

0.52

0.10

0.13

CaO

1.71

3.27

0.97

1.91

1.52

0.60

5.48

5.71

2.69

15.92

16.12

15.78

14.90

16.82

16.84

Na2O

8.07

8.68

5.81

7.15

6.30

5.71

8.09

7.88

8.59

22.81

23.65

21.26

21.90

21.71

21.99

K2O

3.92

2.23

3.38

3.46

3.38

5.19

0.57

0.59

2.20

0.61

0.74

0.72

0.64

0.40

0.39

Total

98.05

99.99

99.24

99.02

98.55

99.15

98.31

99.32

99.15

100.51

100.33

98.25

99.45

98.53

99.94

O#

8

8

8

8

8

8

8

8

8

6

6

6

6

6

6

Si

2.925

2.833

3.175

3.040

3.161

3.173

2.712

2.718

2.863

1.87

1.94

1.90

1.95

1.91

1.89

Ti

0.003

0.003

0.004

0.006

0.007

0.006

0.002

0.000

0.002

0.02

0.01

0.02

0.00

0.01

0.02

Al

1.039

1.132

0.796

0.902

0.806

0.784

1.282

1.278

1.123

0.14

0.07

0.15

0.05

0.09

0.10

Fe2+

0.029

0.029

0.027

0.040

0.008

0.038

0.011

0.011

0.017

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

Fe3+

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.04

0.03

0.06

0.17

0.07

0.07

Mn

0.000

0.000

0.001

0.002

0.000

0.001

0.000

0.001

0.000

0.11

0.09

0.07

0.06

0.08

0.12

Mg

0.002

0.003

0.032

0.012

0.008

0.003

0.000

0.000

0.001

0.02

0.02

0.04

0.00

0.01

0.00

Ca

0.083

0.156

0.045

0.092

0.072

0.028

0.266

0.274

0.129

0.86

0.87

0.87

0.82

0.93

0.92

Na

0.713

0.752

0.494

0.620

0.541

0.492

0.711

0.685

0.747

0.89

0.92

0.85

0.87

0.86

0.86

K

0.228

0.127

0.189

0.197

0.191

0.294

0.033

0.034

0.126

0.04

0.05

0.05

0.05

0.03

0.03

Cations

5.022

5.035

4.763

4.911

4.794

4.819

5.017

5.001

5.008

 

 

 

 

 

 

Ab

69.60

72.70

67.90

68.20

67.30

60.40

70.40

69.00

74.60

Wo=0.50

0.51

0.48

0.47

0.46

0.47

An

8.10

15.10

6.20

10.10

9.00

3.40

26.30

27.60

12.90

En=0.48

0.48

0.49

0.44

0.50

0.50

Or

22.30

12.30

26.00

21.70

23.80

36.10

3.30

3.40

12.60

Fs=0.02

0.01

0.03

0.09

0.04

0.04

 

 

بلورهای آمفیبول بررسی‌شده از نوع مگنزیو- هاستینگسیت هستند و میزان اکسیدهای آلومینیم، کروم، آهن، منگنز و کلسیم از مرکز به حاشیه به‏‌طور نسبی افزایش می‏‌یابد. این افزایش در اکسید آهن به‌طور محسوس‏‌تری است و از نزدیک به 8% در مرکز تا 12% در حاشیه می‏‌رسد. در حالی‏‌که از مرکز به حاشیه از میزان اکسیدهای سیلیسیم، منیزیم، تیتانیم، سدیم، پتاسیم و نیکل کاسته می‏‌شود (شکل‌های 5- A و 5- B).

ترکیب میکاهای بررسی‌شده در نمودار Fe/(Fe+Mg) نسبت به AlIV، در گسترة فلوگوپیت- استونیت جای می‏‌گیرند. مقدار 66/0≤Mg#≤68/0و مقدار 32/0≤Fe#≤34/0 است. در بلورهای بیوتیت تجزیه‌شده میزان اکسیدهای سیلیسیم، منگنز و تیتانیم، از مرکز به حاشیه افزایش و اکسیدهای آلومینیم، نیکل، کروم، آهن، منیزیم و پتاسیم کاسته می‏‌شود (شکل 5- C). همچنین، فلدسپارهای تجزیه‌شده ترکیب الیگوکلاز تا آنورتوکلاز دارند (شکل 5- D).

 

 

 

 

 

شکل 5. ترکیب کانی‏‌های سازندة دایک‏‌های لامپروفیری منطقة منور در: A) نمودار رده‌بندی شیمیایی آمفیبول‏ (Leake et al., 1997)؛ B) ترکیب فنوکریست‏‌های آمفیبول در نمودار Mg/(Mg+Fe+2) در برابر Si (Hawthorne et al., 2012)؛ C) نمودار Fe2+/(Fe2+ + Mg) در برابر AlVI برای رده‌بندی میکاها (Deer et al., 1991)؛ D) نمودار رده‌بندی فلدسپارها (Deer et al., 1991).

Figure 5. Mineral composition of Monavvar lamprophyric dikes on A) amphibole chemical classification diagram (Leak et al., 1997); B) (Mg/(Mg+Fe+2) versus Si diagram (Hawthorne et al., 2012) for the amphibole phenocrysts; C) Fe2+/(Fe2++Mg) versus AlVI diagram (Deer et al., 1991) for the micas; D) feldspar classification plot (Deer et al., 1991).

 

 

بحث

الف- بررسی شیمی کانی پیروکسن‏‌ دایک‏‌های اسپسارتیتی منور

رده‏‌بندی و بررسی سری ماگمایی کلینوپیروکسن دایک‏‌های اسپسارتیتی منور: برپایة نمودار Q-J، این کلینوپیروکسن‏‌ها در محدوده Quad جای می‏‌گیرند که نشان‏‌دهندة پیروکسن‏‌های Ca-Mg-Fe است (شکل 6- A). برپایة نمودار En-Wo-Fs، کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده در محدودة دیوپسید جای می‏‌گیرند (شکل 6- B). برپایة نمودار Ti-Ca+Na، ماگمای مادر کلینوپیروکسن‏‌ها از نوع بازالت‏‌های توله‌ایتی و کالک‏‌آلکالن است (شکل 7- A). گفتنی است با توجه به اینکه دو کانی کلینوپیروکسن تجزیه شده‏‌اند، هر کدام با نمادهای متفاوت نشان داده شده‏‌اند.

بررسی تغییرات فوگاسیتة اکسیژن در کلینوپیروکسن‏‌ دایک‏‌های اسپسارتیتی منور: اهمیت بررسی تغییرات فوگاسیتة اکسیژن ماگما از این رو است که تغییر فوگاسیته می‏‌تواند سبب تغییر کانی‏‌های تبلور یافته در ماگما شود (Rittman, 1973) برای بررسی فوگاسیتة اکسیژن در کانی کلینوپیروکسن‏‌ نمودار AlVI+2Ti+Cr-AlIV+Na (شکل 7- B) به‌کار برده می‏‌شود. از بررسی نمودار اشاره‌شده دو نتیجه به‌دست می‏‌آید. نخست اینکه کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده در شرایط فوگاسیتة کم اکسیژن[5] پدید آمده‏‌اند؛ دوم اینکه فوگاسیتة اکسیژن در هنگام تبلور این کلینوپیروکسن‏‌ها تقریباً ثابت بوده است.

 

 

شکل 6. ترکیب مرکز تا حاشیة دو بلور کلینوپیروکسن در: A) نمودار Q-J (Morimoto, 1988)؛ B) نمودار سه‌تایی En-Wo-Fs (Morimoto, 1988).

Figure 6. Core to rim composition of two clinopyroxene crystals on A) Q-J diagram (Morimoto, 1988); B) En-Wo-Fs ternary diagram (Morimoto, 1988).

 

 

شکل 7. ترکیب مرکز تا حاشیة دو بلور کلینوپیروکسن در: A) نمودار Ca+Na در برابر Ti (Leterrier et al., 1982)؛ B) نمودار AlVI+2Ti+Cr در برابر AlIV+Na (Schweitzer et al., 1979).

Figure 7. Core to rim composition of two clinopyroxene crystals on A) Ca+Na versus Ti diagram (Leterrier et al., 1982); B) AlVI + 2Ti + Cr versus AlIV + Na diagram (Schweitzer et al. (1979).

 

 

 

 

 

 

 

دمافشارسنجی و بررسی محیط زمین‏‌ساخت کلینوپیروکسن‏‌های دایک‏‌های اسپسارتیتی منور: دما و فشار حاکم بر آشیانه ماگمایی، از عوامل تعیین‏‌کننده‏‌ در پیدایش فازهای کانیایی در ماگماست (Neave and Putrika, 2017). در میان روش‏‌های دمافشارسنجی کلینوپیروکسن‏‌ها، دمافشارسنجی کلینوپیروکسن‏‌ها به روش سوئسو (Soesoo, 1997) برپایة بررسی روی سنگ‏‌های بازیک پیشنهاد شده است. در این بررسی نیز همین روش به‌کار برده شده است. برپایة فرمول‏‌های پیشنهادی سوئسو (Soesoo, 1997) کلینوپیروکسن‏‌های اسپسارتیت منور در دمای 1100 تا 1200 درجه‏‌سانتیگراد (شکل 8- A) و فشار 2 تا 6 کیلوبار (شکل 8- B) پدید آمده‌اند. برای بررسی ارتباط ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‏‌ها با محیط زمین‏‌ساختی پیدایش ماگما نمودار پیشنهادی نیسبت و پیرس (Nisbet and Pearce, 1977) به‌کار برده می‏‌شود. برپایة ‏‌شیمی کلینوپیروکسن‏‌ها، محیط پیدایش دایک‏‌های اسپسارتیتی، بازالت کمان‏‌های آتشفشانی فرورانشی و توله‌ایت‏‌های درون‌قاره‏‌ای به‌دست آمد (شکل 8- C). با توجه به این یافته شاید بتوان گفت ماگمای مادر دایک‏‌های اسپسارتیتی در محیط درون قاره‏‌ای پدید آمده است که گوشتة زیرین آن پیشتر توسط فرورانش متاسوماتیزه شده است.

توابع XPT و YPT به‌‏‌صورت رابطة 1 و 2 و توابع F1 و F2 به‌‏‌صورت رابطة 3 و 4 تعریف می‌‏‌شوند:

 

 

رابطه 1)

XPT:0.446SiO2+0.187TiO2–0.404Al2O3+0.346FeO*–0.052MnO+0.309MgO+0.431CaO– 0.446Na2O

 

رابطه 2)

YPT:–0.369SiO2+0.535TiO2–0.317Al2O3+0.323FeO*+0.235MnO–0.516MgO–0.167CaO–0.153 Na2O

 

رابطه 3)

F1=–0.012SiO2–0.0807TiO2+0.0026Al2O3–0.0012FeO*–0.0026MnO+0.0087MgO–0.0128CaO–0.0419Na2O

رابطه 4)

F2=–0.04692SiO2–0.0818TiO2–0.0212Al2O3–0.0041FeO*–0.1435MnO–0.0029MgO+ 0.0085CaO+0.0160Na2O
       

 

 

شکل 8. پراکنش کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده در دایک‏‌های لامپروفیری منطقة منور در A) نمودار XPT- YPT برای دماسنجی کلینوپیروکسن‏‌ها (Soesoo, 1997)؛ B) نمودار XPT- YPT برای فشارسنجی کلینوپیروکسن‏‌ها (Soesoo, 1997)؛ C) نمودار F1- F2 (Nisbet and Pearce, 1977) (OFB: بازالت‌‏‌های کف اقیانوس. VAB: بازالت‌‏‌های کمان‌‏‌های آتشفشانی فرورانشی شامل اقیانوسی و یا حاشیة فعال قاره‌‏‌ها؛ WPT: بازالت‌‏‌های توله‌ایتی درون قاره‌‏‌ای شامل جزیره‌های اقیانوسی (OI) و یا کافت‌‏‌های درون‌قاره‌‏‌ای؛ WPA: بازالت‌‏‌های آلکالن درون‌قاره‌‏‌ای).

Figure 8. Distribution of studied clinopyroxenes in the Monavvar lamprophyric dikes on A) XPT-YPT diagram for thermometry of clinopyroxenes (Soesoo, 1997); B) XPT-YPT diagram for barometry of clinopyroxenes (Soesoo, 1997); C) F1-F2 diagram after Nisbet and Pearce (1977) (OFB: Ocean Flow Basalt; VAB: Volcanic Arc Basalt; WPT: Within Plate Tholeitic basalt; WPA: Within Plate Alkaline basalt).

 

 

 

ب- بررسی زمین‏‌شیمی دایک لامپروفیری منطقة منور

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب در دایک‏‌های لامپروفیری منطقة منور در جدول 3 آورده شده‌اند. مقایسه بازة تغییرات اکسید عنصرهای اصلی دایک‏‌های لامپروفیری منطقة منور، با داده‌های راک (Rock, 1991) برای دایک‏‌های لامپروفیری کالک‏‌آلکالن (اسپسارتیت) (جدول 4) نشان می‏‌‏‌دهد بازة تغییرات اکسیدهای اصلی منطقة منور بیشتر در بازة تغییرات پیشنهادیِ راک (Rock, 1991) جای دارد.

نامگذاری و تعیین سری ماگمایی دایک‏‌های لامپروفیری منطقة منور: در نمودار SiO2 دربرابر قلیایی‏‌ها، نمونه‏‌های بررسی‌شده در گسترة تراکی‌بازالت، بازالت و تراکی‌آندزیت- بازالتی (شکل 9- A) جای می‌گیرند و در نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2، آندزیت و بازالت ساب‌آلکالن نامگذاری می‏‌شوند (شکل 9- B).

برای تعیین نوع نمونه‏‌های لامپروفیری، نمودارهای دوتایی CaO-Al2O3، ‏‌K2O-SiO2 و Na2O-K2O به‌کار برده شدند (شکل‌ 10). برپایة این نمودارها، دایک‏‌های اسپسارتیتی منطقة منور، در محدوده‏‌ سنگ‏‌‏‌های لامپروفیری و کالک‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند.

 

 

جدول 3. داده‌های تجزیة شیمیایی دایک‏‌های منطقة منور (عنصرهای اصلی برپایة wt% و عنصرهای کمیاب برپایة ppm). نمونه‏‌های شماره M.Z.1 تا M.Z.5 برگرفته از عامل (Amel, 2007) هستند. محاسبة آهن دو و سه ظرفیتی برپایة روش پیشنهادیِ ایروین و باراگار (Irvine and Baragar, 1971) و روش اصلاحی پیشنهادی لومایتره (Le Maitre, 1976) انجام شده است.

Table 3. Representative major (in wt%) and trace element (in ppm) of Monavvar spessartite compositions. M.Z.1 to M.Z.5 samples are from Amel (2007). Calculations of ferric and ferrous iron have been performed by the method proposed by Irvine and Baragar (1971) and the modified method by Le Maitre (1976).

 

Sample No.

M.Z.1

M.Z.2

M.Z.3

M.Z.4

M.Z.5

M.Z.A1

M.Z.A2

M.Z.6

M.Z.7

M.Z.lam3

SiO2

51.58

52.06

50.01

51.10

50.47

51.81

47.17

53.92

51.53

53.34

TiO2

1.42

1.41

1.84

1.39

1.39

1.42

2.12

1.85

1.48

1.32

Al2O3

14.57

14.64

10.77

14.39

14.26

14.60

14.49

15.29

15.80

14.00

Fe2O3*

8.21

8.19

9.69

8.04

8.04

8.1

11.17

7.29

8.23

5.38

Fe2O3

1.75

1.97

3.58

1.01

1.70

1.70

2.39

1.56

1.97

1.29

FeO

6.45

6.21

6.11

7.02

6.30

6.38

8.77

5.72

6.25

4.08

MnO

0.12

0.11

0.14

0.11

0.12

0.11

0.15

0.14

0.14

0.13

MgO

6.53

6.45

8.70

6.33

6.52

6.47

7.28

4.05

5.16

6.74

CaO

8.46

8.27

11.10

8.12

8.28

8.35

8.92

6.90

7.90

7.92

Na2O

4.12

4.31

3.22

4.23

4.32

4.20

3.97

3.31

3.64

4.33

K2O

1.75

1.72

1.27

1.69

1.72

1.72

1.41

1.95

1.68

1.48

P2O5

0.98

0.97

1.23

0.5

0.98

1.00

1.04

0.24

0.66

0.96

LOI

2.24

1.82

2.52

3.62

4.19

2.21

1.79

3.67

3.44

2.98

Total

99.98

99.95

99.79

99.84

100.09

99.99

99.51

98.61

99.61

98.58

Cr

241

210

440

210

240

220

230

220

210

188

Ni

101

94

130

94

101

97

185

5

180

95

Co

32

28

40

36

40

38

42

21

37

32

Sc

11

12

8

9

11

12

14

10

12

9

V

196

188

230

203

221

194

238

188

213

190

Cu

34

38

36

35

47

52

82

52

48

42

Pb

9

9

41

9

9

9

7

12

10

11

Zn

148

124

190

152

134

98

148

111

101

106

Bi

0.08

0.10

0.12

0.10

0.09

0.12

0.15

0.14

0.11

0.10

 

جدول 3. ادامه.

Table 3. Continued.

Sample No.

M.Z.1

M.Z.2

M.Z.3

M.Z.4

M.Z.5

M.Z.A1

M.Z.A2

M.Z.6

M.Z.7

M.Z.lam3

Cd

0.08

0.09

0.06

0.04

0.08

0.06

0.12

0.03

0.04

0.09

In

0.05

0.06

0.08

0.09

0.06

0.08

0.12

0.08

0.08

0.06

Sn

1.45

1.35

0.96

0.95

1.10

1.20

0.24

1.20

1.50

1.40

W

1.10

0.90

1.20

1.10

1.00

1.00

0.60

0.90

1.00

1.00

Mo

2.10

1.60

10.00

1.20

1.40

1.70

1.20

2.00

1.70

1.90

S

220.00

325.00

245.00

310.00

255.00

285.00

435.00

285.00

340.00

310.00

As

1.60

1.80

1.10

1.40

1.30

1.20

0.90

1.30

1.80

2.20

Se

0.30

0.60

0.50

0.40

0.60

0.30

0.70

0.30

0.40

0.50

Sb

0. 20

0.32

0.22

0.15

0.23

0.25

0.35

0.15

0.25

0.20

Te

0.15

0.34

0.25

0.23

0.15

0.25

0.35

0.20

0.10

0.20

Ag

0.3

0.5

0.4

0.3

0.1

0.2

0.5

0.3

0.4

0.3

Hg

0.2

0.3

0.1

0.2

0.1

0.1

0.2

0.1

0.1

0.1

K

14727

14278

10542

14029

14278

14278

11704

16178

13946

12285

Rb

43

40

91

40

43

42

23

61

42

37

Cs

4.15

4.26

7.00

3.15

2.68

2.65

3.07

2.97

3.02

1.60

Ba

857

906

980

905

858

880

873

917

895

1010

Sr

1216

1284

1239

1283

1215

1260

1170

1130

1100

1290

Tl

0.10

0.11

0.14

1.13

0.13

0.12

0.12

0.12

0.11

0.11

Ga

22

15

21

16

20

18

18

19

19

21

Li

19.70

20.40

28.00

24.30

21.40

19.80

21.40

22.40

19.80

20.70

Ta

1.72

2.10

1.60

1.70

1.65

1.85

1.90

1.70

1.30

1.65

Nb

31.4

31.6

28.0

31.7

31.5

31.5

35.3

29.6

22.1

36.4

Hf

3.95

4.52

4.15

3.85

3.95

4.10

4.30

4.30

4.30

4.41

Zr

195

193

200

213

214

194

171

155

160

235

Ti

8513

8553

11030

8333

8333

8513

12709

11090

8872

7913

Y

18

17

21

18

19

17

19

24

22

14

Th

13.40

13.50

0.00

13.60

13.40

13.40

5.33

9.42

7.37

9.56

U

-

-

-

-

-

-

1.18

2.86

2.01

2.70

La

-

-

-

-

-

-

49.20

26.20

37.10

61.70

Ce

97.60

102.50

-

102.50

97.70

99.40

103.50

75.80

75.00

121.00

Pr

11.45

12.54

10.24

11.04

9.65

10.25

12.85

6.07

9.00

14.00

Nd

37.20

48.40

41.20

39.80

48.40

48.20

49.10

23.00

43.00

52.00

Sm

6.68

8.52

7.24

6.53

7.74

5.42

8.47

4.73

6.41

8.36

Eu

1.75

2.48

2.21

1.85

1.78

1.95

2.51

1.24

2.00

2.18

Gd

6.72

6.68

6.95

6.74

6.51

7.48

6.56

4.30

5.50

7.02

Tb

0.75

0.84

0.74

0.72

0.71

0.71

0.87

0.72

0.75

0.70

Dy

3.67

4.18

3.52

3.34

3.45

3.52

4.28

4.39

4.35

3.61

Ho

0.58

0.72

0.58

0.68

0.62

0.64

0.75

0.85

0.80

0.59

Er

1.74

1.85

1.52

1.68

2.15

1.84

1.97

2.60

2.30

1.44

Tm

-

-

-

-

-

-

0.28

0.43

2.30

0.18

Yb

-

-

2.70

-

-

0.00

1.50

2.62

2.01

1.12

Lu

-

-

-

-

-

-

0.21

0.40

0.30

0.16

 

 

 

جدول 4. مقایسة بازة تغییرات اکسید عنصرهای اصلی دایک‏‌های لامپروفیری منطقة منور، با میانگین داده‌های راک (Rock, 1991) برای دایک‏‌های لامپروفیری کالک‏‌آلکالن (اسپسارتیت).

Table 4. Comparison of major element oxide changes of the Monavvar lamprophyric dykes with the mean of the analyses presented by Rock (1991) for calc-alkaline lamprophyric dykes (spessartite).

Monavvar

Rock (1991)

 

Min

Max

Min

Max

SiO2

47.17

53.92

43

63

Al2O3

10.77

15.8

10

19

CaO

6.9

11.1

2.7

10.5

MgO

4.05

8.7

2.1

14.4

Na2O

3.22

4.33

2.2

7.5

K2O

1.27

1.95

0.3

4.8

TiO2

1.32

2.12

0.4

3.1

P2O5

0.24

1.23

0

0.6

 

 

شکل 9. ترکیب لامپروفیر‏‌های منطقة منور در A) نمودار SiO2 دربرابر Na2O + K2O (Le Bas et al., 1986)؛ B) نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977).

Figure 9. Monavvar spessartite composition on A) SiO2 versus Na2O + K2O (TAS) diagram (Le Bas et al., 1986); B) Nb/Y versus Zr/TiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977).

 

 

شکل 10. ترکیب لامپروفیر‏‌های منطقة منور در: A) نمودار Al2O3 دربرابر CaO (Foley et al., 1987)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر K2O (Rock, 1991)؛ C) نمودار K2O دربرابر Na2O برای تعیین سری‏‌های ماگمایی (Rogers et al., 1998).

Figure 10. Monavvar spessartite samples on A) Al2O3 versus CaO diagram (Foley et al., 1987); B) SiO2 versus K2O diagram (Rock, 1991); C) Na2O versus K2O diagram for determination of magmatic series (Rogers et al., 1998).

 

 

 

بررسی نمودارهای عنکبوتی

در بررسی نمودار عنکبوتی منطقة منور (شکل 11) با دو لامپروفیر کالک‏‌آلکالن مشهور دیگر (لامپروفیر راک (Rock, 1991) (به رنگ صورتی) و ایسرا- راجستان (Maithani et al., 2008) به رنگ سبز) که برپایة کاهش ناسازگاری عنصرهای LILE[6] و HFSE[7] نسبت به گوشتة اولیه بهنجار شده‏‌اند (شکل 11- A)، آنومالی منفی مشخصی از عنصرهای Nb و Ti دیده می‏‌شود. از سوی دیگر، در دایک لامپروفیر منور آنومالی مثبت عنصرهایی مانند Ba، Th، K، La و U دیده می‏‌شود. تهی‏‌شدگی از عنصرهای HFS و غنی‏‌شدگی از عنصرهای LIL از ویژگی‏‌های ماگماهای شوشونیتی و کالک‏‌آلکالن شمرده می‏‌شود (Saunders et al., 1980; Foley and Wheller, 1990). آنومالی منفی عنصرهای Nb و Ti به جدایش کانی‏‌های تیتانیم‏‌دار (مانند: اسفن، ایلمنیت) بستگی دارد. از سوی دیگر، برخی پژوهشگران (مانند: Edwards et al., 1994) تهی‏‌شدگی یادشده را به بالابودن فوگاسیتة اکسیژن وابسته دانسته‏‌اند؛ زیرا در شرایطی که فوگاسیتة اکسیژن بالا باشد، دمای بیشتری برای ذوب کانی های تیتانیم‏‌دار نیاز است. فراوانی عنصرهای LILE که تحرک بالایی دارند، نشان‏‌دهندة حضور سیال‌های آبدار در محیط پیدایش ماگما و یا دخالت پوستة‏‌ قاره‏‌ای در پیدایش ماگماست (Rollinson, 1993). عنصر Y رفتار عنصرهای ناسازگاری همانند HREE[8] را دارد و به‌آسانی در آمفیبول و به مقدار کم در پیروکسن جای می‏‌گیرد (Rollinson, 1993). تهی‏‌شدگی این عنصر می‏‌تواند پیامد پدیده جدایش بلورین کانی‏‌هایی مانند آمفیبول یا ذوب‏‌بخشی در عمق باشد. بالابودن فراوانی عنصرهای LREE[9] و LILE نشان‌دهندة متاسوماتیزه‌شدن گوشتة غنی‏‌شده است (Rollinson, 1993). ازاین‌رو، گوشته متاسوماتیزه‌شده می‏‌تواند خاستگاه ماگمایی نمونه‏‌های لامپروفیری دانسته شود (Menzies and Wass, 1983).

الگوی عنصرهای خاکی کمیاب که برپایة داده‏‌های سان و مک‌دوناف (Sun and McDonough, 1989) نسبت به ترکیب کندریت‏ بهنجار شده است (شکل 9- B)، غنی‏‌شدگی مشخصی از LREE دربرابر HREE به نمایش می‏‌گذارد (شکل 11- B). ویژگی ماگمای شوشونیت- کالک‏‌آلکالن غنی‏‌شدگی بسیار بالای این ماگما از LREE و درصد ذوب‏‌بخشی اندک ماگماست که اجازة می‏‌دهد عنصرهای ناسازگار فراوانی به ماگمای اولیه وارد شوند. شکل کاو الگوهای یادشده پیامد جدایش بلورین آمفیبول دانسته می‏‌شود (Altherr et al., 2000) که منجر به افزایش نسبت La/Yb در مذاب می‏شود.

 

 

شکل 11. ترکیب دایک‌های اسپسارتیتی منطقة منور در: A) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989).

Figure 11. Composition of spessartite dykes of Monavvar area in A) Primitive mantle normalized trace element pattern (Sun and McDonough, 1989); B) Chondrite normalized rare earth element (REE) pattern (Sun and McDonough, 1989).

 

 

 

 

 

همچنین، الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب آنومالی Eu ندارند. تبلور همزمان آمفیبول و پلاژیوکلاز در سنگ‏‌های اسیدی و تبلور همزمان کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در سنگ‏‌های بازیک می‏‌تواند آنومالی Eu را حذف کند؛ زیرا آمفیبول و کلینوپیروکسن آنومالی منفی Eu و پلاژیوکلاز آنومالی مثبت Eu دارند (Rollinson, 1993). حضور کانی‏‌های یادشده در کنار یکدیگر آنومالی Eu را تعدیل خواهد کرد (Martin, 1999).

 

تعیین محیط زمین‏‌ساختی پیدایش دایک‏‌های لامپروفیری: برای تعیین جایگاه تکتونوماگمایی دایک‌های لامپروفیری منطقة منور، نمودارهای دوتایی Al2O3 دربرابر TiO2 و همچنین، Zr دربرابر Y به‌کار برده شدند (شکل 12). این نمودارها نشان‏‌دهندة محیط زمین‏‌ساختی وابسته به کمان ماگمایی برای پیدایش دایک لامپروفیری منور هستند. در نمودار محیط زمین‏‌ساختی برپایة داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی کلینوپیروکسن، نمونه‏‌ها بیشتر در محدودة بازالت‏‌های کمان‏‌های آتشفشانی با گرایش به محیط درون‌صفحه‏‌ای جای گرفته‏‌اند (شکل 8- C). برپایة داده‏‌های شیمی سنگ کل به‏‌ویژه در نمودار سه‌تایی Zr*3-Nb*50-Ce/P2O5 (شکل 12- C)، محیط کمان پس‏‌برخوردی برای این سنگ‌ها به‌دست آمده شده است. از آنجایی‌که نمونه‏‌های کمان‏‌های پسا‏‌برخوردی در نمودارها، گاه در محیط کمان و گاه در محیط درون‌صفحه‏‌ای جای می‌گیرند، میان داده‏‌های شیمی سنگ کل و کانی‏‌شناسی کلینوپیروکسن همخوانی دیده می‌شود.

 

 

B

A

 

C

 

 

 

شکل 12. تعیین محیط زمین‏‌ساختی لامپروفیرها در: A) نمودار Al2O3 دربرابر TiO2 (Muller and Groves, 1993)؛ B) نمودار Zr دربرابر Y (Luhr, 1997)؛ C) نمودار سه‌تایی Nb- Zr- Ce/P2O5 (Muller and Groves, 1993).

Figure 12. Determination of the tectonic environment of Monavvar spessartite by using; A) TiO2 versus Al2O3 (Muller and Groves, 1993); B) Zr versus Y diagram (Luhr, 1997); C) Zr*3-Nb*50-Ce/P2O5 triangular diagram (Muller and Groves, 1993).

 

 

 

 

 

 

 

سنگ‏‌زایی دایک های لامپروفیری منور: ازآنجایی‏‌که از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی، ماگمای لامپروفیری ترکیب ماگماهای بازالتی را نشان می‏‌دهد، برای درک پیدایش لامپروفیرها، بررسی روندهای روی‏‌داده در پیدایش ماگمای بازالتی بسیار راه‏‌گشاست. ماگمای بازالتی اولیه ویژگی‌های زیر را دارد: Mg#: 35-80، Sc: 15-30ppm، Cr: 200-500ppm، Co: 25-80ppm و Ni: 90-700ppm (Rock, 1991). برپایة داده‌های تجزیة شیمیایی، مقدار نسبت‏‌های یادشده در اسپسارتیت‏‌های منور به‏‌صورت Mg#: 25-32، Cr: 59-125ppm ، Co: 1-23ppm و Ni: 68-94ppm است. ازاین‌رو، نمی‏‌توان ماگمای اسپسارتیتی منور را ماگمایی اولیه دانست. در پیدایش بلورهای درشت در لامپروفیرها، شرایط فوق بحرانی و سیال‌های گرمایی دخالت مستقیم داشته‏‌اند (Rock, 1991).

همة فنوکریست‏‌های موجود در لامپروفیرها الزاماً فازهای لیکوییدوس نیستند و برای رشد بلورهای درشت به یک فاز غنی از مواد فرار به‏‌همراه مواد اولیة آن کانی نیاز است. تنوع کانی‏‌شناسی در لامپروفیرها از دلایل پذیرش ماگمای هیبریدشده و بلورهایی از خاستگاه‌های مختلف است (Bowen, 1928). به‏‌موازات این مسئله اتومتاسوماتیسم و انجماد مایعات غنی از مواد فرار نیز به گ کانی‏‌شناسی کمک می‏کند (Rock, 1991).

معمولاً بالابودن مقدار Sc، Cr، Co، Ni و Mg در ماگما نشان‌دهندة اولیه‌بودن آنست (Rock, 1991). وجود مقدار بالایی از عنصرهای یادشده در نمونه‏‌های منطقة منور نشان می‏‌دهد ماگمای مادر ماگمایی نزدیک به اولیه بوده است. از سوی دیگر، پراکنش نمونه‏‌های اسپسارتیت منور در نمودار La/Yb دربرابر Dy/Yb نشان می‏‌دهد (شکل 13- A) نمونه‏‌ها در محدودة گوشتة گارنت‏‌دار جای می‏‌گیرند. در نمودار La دربرابر La/Yb، اسپسارتیت‏‌های منور در امتداد روندی جای می‏‌گیرند که نشان‌دهندة حضور کانی گارنت در هنگام فرایند ذوب‏‌بخشی است (شکل ۱3- B). افزون‌براین، برپایة این نمودار، درصد ذوب‏‌بخشی پریدوتیت گوشته‏‌ای برای تولید ماگماتیسم منور از نزدیک به 5 درجه تا نزدیک به 1۵ درصد است. ازآنجایی‌که مقدار Yb در شش نمونه صفر است، تنها 4 نمونه را می‌توان در نمودار جانمایی کرد.

 

 

شکل 13. ترکیب نمونه‏‌های لامپروفیری منور در: A) نمودار La/Yb دربرابر Dy/Yb (Prelevic et al., 2012)؛ B) نمودار La دربرابر La/Yb (Vigouroux et al., 2008).

Figure 13. Composition of Monavvar spessartite samples on: A) La/Yb versus Dy/Yb diagram (Prelevic et al., 2012); B) La / Yb versus La diagram (Vigouroux et al., 2008).

 

 

 

 

با توجه به بررسی‏‌های سنگ‌نگاری، کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی، ماگمایی با ترکیب M7 (برپایة الگو‏‌های پیشنهادی راک (Rock, 1991) برای لامپروفیرهای کالک‏‌آلکالن منابع ماگمایی M6 و M7 پیشنهاد شده است که در اولی آلایش ماگمای اولیه با منابع گوشته‏‌ای و در دومی آلایش با منابع پوسته‏‌ای درنظر گرفته شده است) (Rock, 1991) به‌عنوان ماگمای مادر لامپروفیرهای قلیایی کلسیمی درنظر‏‌گرفته می‏‌شود که در واقع بازتابی از آلایش گستردة ماگمای اولیه با مواد پوسته‏‌ای به‌شمار ‌می‌رود.

 

بررسی ژئودینامیک منطقة منور: دایک لامپروفیری منور درون توالی آتشفشانی با ظاهر معکوس (ترم‏‌های حد واسط و اسیدی‏‌تر در قاعده و بازالت آلکالن در رأس مجموعه) تزریق شده است؛ به‌گونه‌ای‌که توالی آذرآواری و گدازه‏‌ای قاعده را قطع کرده است؛ اما بازالت‏‌های آلکالن رأسی روی این مجموعه جاری شده‏‌اند. عامل و همکاران (Amel et al., 2003) این مجموعه را یک توالی معکوس دانسته‏‌اند که محصول جدایش بلورین یک ماگمای بازالتی در آشیانة واحد بوده است و همة سنگ‏‌ها نزدیکی ژنتیکی دارند.

بررسی‏‌های بعدی نشان دادند توالی قاعده‏‌ای بیشتر ترکیب آداکیتی دارد (Fazeli Hagh et al., 2017) و با بازالت آلکالن رأسی قابل مقایسه نیستند. لامپروفیر بررسی‌شدة منور ترکیب اسپسارتیتی و سرشت ماگمایی کالک‏‌آلکالن دارد و ماگمای مادر آن از ذوب‏‌بخشی با نرخ اندک ذوب‌بخشی منبع متاسوماتیزه گارنت لرزولیتی در محیط کمان ماگمایی پدید آمده است. مهم‌ترین رخداد زمین‌شناسی مزوزوییک- سنوزوییک ایران به تحول اقیانوس نئوتتیس و همگرایی صفحة عربی و ایران مرکزی مربوط است. پژوهشگران سن‌های مختلفی برای برخورد صفحة عربی و ایران مرکزی پیشنهاد کرده‌اند که در مجموع شامل کرتاسة پسین- پالئوسن (Moayyed, 2002; Mohajjel et al., 2003)، ائوسن تا الیگوسن (Ghasemi and Talbot, 2006; Verdel et al., 2008; Agard et al., 2008)، میو- پلیوسن (Sengor and Kidd, 1979; Jackson et al., 1995; McQuarrie et al., 2003) هستند. با توجه به سن چینه‏‌ای دایک لامپروفیری که ‏‌درون توالی آذرآواری- آتشفشانی پلیوسن تزریق شده است و با روانه‏‌های بازالتی آلکالن پلیو- کواترنر محدود شده است و نیز برپایة نمودار شکل 12- C، محیط کمانی زمین‏‌ساختی پیدایش آن را می‏‌توان کمان پسا‏‌برخوردی حاشیة فعال قاره‏‌ای دانست. برای ذوب خاستگاه گوشته‏‌ای متاسوماتیزه (گوشتة سست‌کره‌ای و یا سنگ‌کره‌ای) نیز دلایل متعددی پیشنهاد شده‌اند؛ مانند همگرایی مورب و به تبع آن، برخورد مورب و گسترش رژیم زمین‏‌ساختی ترافشاری و تراکششی در سنگ‌کرة حاشیة فعال قاره‏‌ای، بالا‏‌زدگی گوشتة سست‌کره‌ای ناشی از باربرداری پس از برخورد و پیدایش مذاب‏‌های بخشی حاصل از کاهش فشار در دمای ثابت و نقش گسله‏‌های محلی و ترکیب عملکرد آنها (Agard et al., 2011).

برپایة الگو‏‌های پیشنهادی راک (Rock, 1991) برای لامپروفیرهای کالک‏‌آلکالن خاستگاه ماگمایی M6 و M7 پیشنهاد شده است که دربارة خاستگاه نخست، آلایش ماگمای اولیه با منابع گوشته‏‌ای و دربارة خاستگاه دوم، آلایش با منابع پوسته‏‌ای در نظر گرفته شده است. با توجه به آنومالی مثبت LILE در لامپروفیر منور و موقعیت چینه‏‌ای و توزیع خطی توالی دربرگیرنده، احتمالاً رویدادهای زیر را بتوان برای پیدایش لامپروفیر اسپسارتیتی منور در نظر گرفت. فعالیت گسل‏‌های راستا‏‌لغز راستگرد با روند شمال‌باختری- جنوب‏‌خاوری تا خاوری- باختری در شمال‏‌باختری ایران به‌همراه باربرداری زمین‏‌ساختی ناشی از فرسایش مناطق بالا‏‌آمده و ضخیم‌شده در پلیوسن تا کواترنری حوضه‏‌های تراکششی را در طول گسل‏‌های یادشده پدید آورده است. این پدیده با کاهش فشار در دمای ثابت گوشتة سنگ‌کره‌ای متاسوماتیزه را تحریک و آن را دچار ذوب‏‌بخشی با نرخ کم کرده است و ماگمای بازالتی آلکالن پدید آمده است (Allen et al., 2004; Allen and Armstrong, 2008). ماگمای بازالتی یادشده هنگام بالاآمدن و جایگیری در آشیانة ماگمایی کم‏ژرفای پوسته‏‌ای، مواد پوسته‏‌ای را ذوب کرده و ماگمای اسیدی و سپس آمیختگی ماگمای اسیدی با بخشی از ماگمای بازیک را به‌دنبال داشته و ماگمای هیبرید با ترکیب آندزیتی تا آندزیت بازالتی پدید آورده است. آغاز فوران‏‌ها از طریق سیستم گسلی با فوران‏‌های حد واسط و انفجاری با حجم چشمگیری از مواد آذرآواری بوده است که سپس دایک‏‌های اسپسارتیتی حاصل از واکنش ماگمای بازالتی و مواد پوسته‏‌ای (ماگمای M7) از آشیانة ماگمایی کم ژرفا (به‏علت فشار تبلور کلینوپیروکسنِ درون این دایک‏‌ها که 2 تا 6 کیلوبار و نزدیک به اعماق 7 تا 21 کیلومتر تعیین شده است) به درون توالی قاعده‏‌ای تزریق شده‏‌اند و در نهایت ماگمای بازالتی آلکالن بجامانده فوران کرده و در رأس مجموعه قرار گرفته است.

 

برداشت

دایک‏‌ لامپروفیری بررسی‌شده در این پژوهش با سن پلیوکواترنری در شمال‏‌خاوری روستای منور (شمال‌باختری استان آذربایجان شرقی) رخنمون دارد. برپایة بررسی‏‌های سنگ‌نگاری و زمین‏‌شیمیایی، لامپروفیرهای یادشده در گروه لامپروفیرهای کالک‏‌آلکالن- اسپسارتیت رده‏‌بندی می‏‌شوند. بافت اصلی دایک اسپسارتیتی منور میکرولیتیک پورفیری است و کانی‏‌های اصلی سازندة‏‌ آن درشت‏‌بلور‏‌های شکل‏‌دار آمفیبول، پیروکسن و بیوتیت هستند که در زمینه‏‌ای ساخته‌شده از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار، شیشه‏‌، زیرکن، آپاتیت و اسفن جای می‏‌گیرند. این سنگ‏‌ها در گسترة آندزیت، تراکی‌بازالت و بازالت جای می‏‌گیرند. در نمودار عنکبوتی‏‌، آنومالی مثبت و مشخص عنصرهایی مانند Ba، Rb، La و U دیده می‏‌شود. آنومالی منفی Nb و Ti در دایک‏‌ها، احتمالاً نشان‌دهندة فرایند آلایش با مواد پوسته‏‌ای در پیدایش آنهاست. آنومالی منفی Nb (در شماری از نمونه‏‌ها) شاخص سنگ‏‌های قاره‏‌ای است و چه‌بسا نشان‏‌دهندة مشارکت پوسته در فرایندهای ماگمایی باشد. با توجه به مقدار REE در لامپروفیرهای منطقه و مقایسه‏‌ آنها با دسته‏‌ مودال منحنی‏‌های مذاب اسپینل و گارنت‏‌لرزولیت، خاستگاه ماگمای مادر اسپسارتیت‏‌های منور از نوع گارنت‏‌لرزولیت و با نرخ ذوب‏‌بخشی 5 تا 15 درصد بوده است. همچنین، محیط زمین‏‌ساختی پیدایش لامپروفیرهای منور، کمان پسا‏‌برخوردی حاشیة فعال قاره‏‌ای بوده است.

 

[1] X-Ray fluorescence spectroscopy

[2] Inductively coupled plasma mass spectrometry

[3] Cross Polarized Light

[4] Plane Polarized Light

[5] Low Oxygen Fugacity

[6] Large-Ion Lithophile Elements

[7] High Field Strength Elements

[8] Heavy Rare Earth Elements

[9] Light Rare Earth Elements

References

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., and Monié, P. (2008) Zagros geodynamics, from subduction to collision: the fate of the Neotethys over the last 100 Myrs. The 26th Symposium on Geosciences, Geological Society of Iran, Tehran.
Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monie, P., Meyer, B., and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Geological Magazine, 148, 692–725.
Aghazadeh, M., and Badrzadeh, Z. (2015) Mineralogy and petrogenesis of alkaline and calcalkaline lamprophyres in northwestern Iran: Implication for mantle heterogeneity. International earth science colloquium on the Aegean region, IESCA, Izmir, Turkey.
Akbarzadeh Laleh, M., Amel, N., Moayyed, M., and Jahangiri, A. (2016) Mineral chemistry and petrology of lamprophyric dyke in Guyposhti Mountain (northwest Maragheh- East Azarbaijan). Petrological Journal, 6(24), 130- 115 (in Persian with English Abstract).
Allen, M.B., and Armstrong, H.A. (2008) Arabia- Eurasia collision and the forcing of mid-Cenozoic global cooling. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 265, 52–58.
Allen, M.B., Jackson, J., and Walker, R. (2004) Late Cenozoic reorganization of the Arabia- Eurasia collision and the comparison of short-term and long-term deformation rates. Tectonics, 23(2), TC2008.
Altherr, R., Holl, A., Hegner, E., Langer, C., and Kreuzer, H. (2000) High-potassium, calc-alkaline I- type plutonism in the European Variscides, northern Vosges (France) and northern Schwarzwald (Germany). Lithos, 50, 51- 73.
Amel, N. (1994) Petrology study of volcanic rocks in Munvar region with special focus on petrogenesis of volcanic strip along Tabriz fault. M.Sc. thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).
Amel, N. (2007) Petrogenesis and petrology of Plio-Quaternary magmatic rocks of Azerbaijan- Northwest Iran. Ph.D. thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).
Amel, N., Moayyed, M., and Moazzen, M. (2003) Mineralogy of Lamprophyry Massif Sharifabad- West Khoy. 10th Symposium of Crystallography and Mineralogy of Iran, University of Sistan and Baluchestan, 398- 401 (in Persian).
Best, M.G. (2003) Igneous and metamorphic petrology. 2nd edition, Blackwell Publishing, Oxford.
Bowen, N.L. (1928) The evolution of igneous rocks. Princeton university press, Princeton.
Darvishzadeh, A. (1991) Geology of Iran. Amir Kabir Publication, Tehran (in Persian).
Deer W.A., Howie, R.A., and Zussman, J. (1991) An Introduction to the rock-forming minerals. Longman, London.
Downes, H., Balaganskayab, E., Bearda, A.R.L., and Demaiffe, D. (2005) Petrogenetic processes in the ultramafic, alkaline and carbonatitic magmatism in the Kola Alkaline Province: a review. Lithos, 85, 48- 75.
Droop, G.T.R. (1987) A general equation for estimating Fe+3 concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine, 51, 431- 435.
Edwards, C.M.H., Menzies, M.A., Thirlwall, M.F., Morrid, J.D., Leeman, W.P., and Harmon, R.S. (1994) The transition to potassic alkaline volcanism in island arcs, the Ringgit- Beser Complex, East Java. Indonesia Journal of Petrology, 35, 1557- 1595.
Fazeli Hagh, M., Amel, N., and Jahanghiri, A. (2017) Petrology and Geochemistry of volcanic rocks in Monavvar village. 34th Meeting and 2nd International Congress of Earth Sciences, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Foley, SF., and Wheller, G.E. (1990) Parallels in the origin of the geochemical signature of island arc volcanic rocks and continental potassic igneous rocks, The role of titanites. Chemical Geology, 85, 1- 18.
Foley, S.F., Venturelli, G., Green, D.H., and Toscani, L. (1987) The ultrapotassic rocks: characteristics, classification, and constraints for petrogenetic models. Earth Science Direct, 24, 81- 134.
Gharehchahi, Z., Moayyed, M., Ahmadiyan, J., and Murata M. (2017) Mineral chemistry and petrogenesis of calc-alkaline lamprophyric dikes at Sungun and Haftcheshme mines (Alborz- Azarbaijan zone, Iran). Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 27(105), 47- 60 (in Persian).
Ghasemi, A., and Talbot, C.J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj-Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 26, 683- 693.
Gill, R. (2010) Igneous rocks and processes. A practical guide. 1st edition, Blackwell Publishing, Oxford.
Hawthorne, F.C., Oberti, R., Harlow, G.E., Maresch, W.V., Martin, R.F., Schumacher, J.C., and Welch, M.D. (2012) Nomenclature of the amphibole supergroup. American Mineralogist, 97(11-12), 2031- 2048.
Irvine, T.N., and Baragar, W.R.A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8, 523- 48.
Jackson, D.D., Aki, K., Cornell, C.A., Dieterich, J.H., Henyey, T.L., Mahdyiar, M., Schwartz, D., and Ward, S.N. (1995) Seismic hazards in southern California: Probable earthquakes, 1994-2024. Bulletin of Seismological Society of America, 85, 379- 439.
Jalilian, M., and Afsharianzadeh, A.M. (1991) Explanatory text of Tabriz. Geological Quadrangle Map 1:100000, Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).
Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W., Streckeisen, A., and Zanettin, B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, 27, 745- 750.
Le Maitre, R.W. (1976) Some problems of the projection of chemical data into mineralogical classifications. Contributions to Mineralogy and Petrology, 56, 181- 9.
Le Maitre, R.W. (2002) Igneous rocks: a classification and glossary of terms. Recommendations of the IUGS subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. 2nd edition. Cambridge University Press, Cambridge.
Leake, B.E., Woolley, A.R., Birch, W.C., Gilbert, M.C., Grice, J.D., Hawthorne, F.C., Kato, A., Kisch, H.J., Krivovicher, V.G., Linthout, K., Laird, J., and Mandarino, J. (1997) Nomenclature of amphiboles: Report of the subcommittee on amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on new mineral and mineral names. Mineralogical Magazine, 61, 295- 321.
Leterrier, J., Maurry, R.C., Thonon, P., Girard, D., and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series. Earth and Planetary Science Letters, 59, 139- 154.
Luhr, J.F. (1997) Extensional tectonics and the diverse primitive volcanic rocks in the western Mexican volcanic belt. Canadian Mineralogist, 35, 473- 500.
Maithani, P.B., Banerjee, R., and Gurjar, R. (2008) Geochemistry and petrogenesis of radioactive lamprophyre associated with Erinpura Granite around Isra, District Sirohi, Rajasthan. Exploration and Research for Atomic Minerals, 18, 161-178.
Martin, H. (1999) Adakitic magmas, modern analogues of Archaean granitoids. Lithos, 46, 411- 429.
McDonough, W.F. (1990) Constraints on the composition of the continental lithospheric mantle. Earth and Planetary Science Letters, 101, 1- 18.
McQuarrie, N., Stock, J.M., Verdel, C., and Wernicke, B. (2003) Cenozoic evolution of Neotethys and implications for the causes of plate motions. Geophysical Research Letters, 30(20), 2036.
Menzies, M.A., and Wass, S.Y. (1983) CO2 and LREE- rich mantle below eastern Australia: a REE and isotopic study of alkaline magmas and apatite- rich mantle xenoliths from the southern highlands’ province, Australia. Earth and Planetary Science Letters, 65, 287- 302.
Moayyed, M. (2002) A New Approach to the Formation and Evolution of Neotethys and Its Relationship with Tertiary Magmatism in Urmia- Dokhtar and West Alborz- Azerbaijan. 6th Symposium of Geological Society of Iran. Shahid Bahonar University, Geological Society of Iran Kerman, 374- 378 (in Persian).
Moayyed, M., Amel, N. (2002) Petrography and petrogenesis of Sharifabad lamprophy (West Khoy). 6th Symposium of Geological Society of Iran. Shahid Bahonar University, Geological Society of Iran Kerman, 483- 486 (in Persian).
Moayyed, M., Moazzen, M., Calagari, A.A., Jahangiri. A., and Modjarrad, M. (2008). Geochemistry and petrogenesis of lamprophyric dikes and associated rocks from Eslamy Peninsula, NW Iran; Implication for deep mantle metasomatism. Chemie der Erde Geochemistry, 68(2), 141- 154.
Moazzen, M., Moayyed, M., and Hosseinzadeh, G. (2003) Petrography and Petrology of Qakhlar Lamprophyry Dyke (West Marand). 7th Symposium of Geological Society of Iran. University of Isfahan, 566- 576 (in Persian).
Mohajjel, M., Fergusson, C.L., and Sahandi, M.R. (2003) Cretaceous-Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj- Sirjan zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 21, 397- 412.
Morimoto, N. (1988) The nomenclature of pyroxenes. Mineralogical Magazine, 52, 535–550.
Muller, D., and Groves, D.I. (1993) Direct and indirect associations between potassic igneous rocks, shoshonites and gold-copper deposits. Ore Geology Reviews, 8, 383- 406.
Nabavi, M.H. (1976) An introduction to the geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Neave, D.A., and Putirka, K.D. (2017) A new clinopyroxene- liquid barometer, and implications for magma storage pressures under Icelandic rift zones. American Mineralogist, 102, 777- 794.
Nisbet, E.G., and Pearce, J.A. (1977) Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology, 63, 149- 160.
Prelevic, D., Akal, C., Foley, S.F., Romer, R.L., Stracke, A., and Van Den Bogaard, P. (2012) Ultrapotassic mafic rocks as geochemical proxies for post-collisional dynamics of orogenic lithospheric Mantle: the Case of Southwestern Anatolia, Turkey. Journal of Petrology, 53(5), 1019–1055.
Ravankhah, A., Moayyed, M., Hosseinzadeh, M.R., Azimzadeh, A.M., Hassanzadeh, J., and Amel N. (2015) Petrographical, mineral chemical and geochemical studies of the lamprophyric bodies and alkaline gabbro from the Houway area (NE Hourand-NW Iran). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 23(3), 555- 568 (in Persian).
Rittman, A. (1973) Stable mineral assemblages of igneous rocks, a method of calculation. Springer-Verlag, Berlin.
Rock, N.M.S. (1991) Lamprophyres. Blackie, Glasgow.
Rogers, N.W., James, D., Kelley, S.P., and Muller, M. (1998) The generation of potassic lavas from the eastern Virunga province, Rwanda. Journal Petrology, 39, 1223- 1247.
Rollinson, H.R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Routledge, London.
Saunders, A.D., Tarncy, J., and Weaver, S.D. (1980) Transverse geochemical variations across the Antarctic peninsula, implications for the genesis of calc-alkaline magmas. Earth and Planetary Science Letters, 6, 344- 360.
Schweitzer, E.L., Papike, J.J., and Bence, E. (1979) Statistical analysis of clinopyroxenes from deep-sea basalts. American Mineralogist 64: 501- 513.
Sengor A.M.C., and Kidd, W.S.F. (1979) Post-collisional tectonics of the Turkish- Iranian plateau and a comparison with Tibet. Tectonophysics, 55, 361- 376.
Shirdel, N., Moayyed, M., and Jahanghiri, A. (2010) Mineralogy of Olivine Gabbro Alkaline Massif Northeast of Horand (East Azerbaijan Province). 18th Symposium of Crystallography and Mineralogy of Iran. University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).
Soesoo, A. (1997) A multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: empirical coordinates for the crystallization PT-estimations. Geological Society of Sweden (Geologiska Foreningen), 119, 55- 60.
Sun, S.S., and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts, implications for mantle compositions and processes. In: Magmatism in the ocean basins (Eds. Saunders, A.D., and Norry, M.J.) 313-345. Geological Society of London.
Verdel, C., Wernicke, B., and Hassanzadeh, J. (2008) Origin of a Voluminous Pulse of Eocene Arc Magmatism in Iran. The 26th Symposium on Geosciences. Tehran, Geological Society of Iran. American Geophysical Union meetings (AGU).
Vigouroux, N., Wallace, P.J., and Kent, A.J. (2008) Volatiles in high- K magmas from the western Trans- Mexican Volcanic Belt: evidence for fluid fluxing and extreme enrichment of the mantle wedge by subduction processes. Journal of Petrology, 49(9), 1589- 1618.
Whitney D.L., and Evans B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185- 187.
Winchester, J.A., and Floyd, P.A. (1997) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology, 20, 325- 342.

Files

History

  • Receive Date: 13 September 2021
  • Revise Date: 13 February 2022
  • Accept Date: 05 March 2022

Share

How to cite

Statistics